2009年4月            　海洋地质与第四纪地质    　V ol.29,No.2第29卷第2期      　M ARINE GEOLOGY&QUA TERNA RY GEOLOGY　Apr.,2009 D OI:10.3724/SP.J.1140.2009.02083
鄂霍次克海南部晚第四纪的古海洋学记录
孙烨忱1，王汝建1，陈建芳2，高爱国3，李秀珠2，韩贻兵4
(1同济大学海洋地质国家重点实验室，上海200092;　2国家海洋局第二海洋研究所，杭州310012;
3厦门大学海洋系，厦门361005;　4国家海洋局第一海洋研究所，青岛266061)
摘要：鄂霍次克海是太平洋第二大边缘海，在西北太平洋水文环境中扮演重要角。综合分析了鄂霍次克海南部T00孔沉积物的多种替代性指标，揭示了鄂霍次克海晚第四纪以来的环境变化受季节性海冰变化、大气循环模式、陆源物质通量和表层生产力的共同影响。对比放射虫Cy cladophora dav isiana的含量曲线与L R04氧同位素记录，该孔沉积物可划分为氧同位素1—7期，底部年龄约为250ka。C.dav isiana在间冰期的高含量表明鄂霍次克海中层水是北太平洋中层水的主要源区。蛋白石和有机碳的分析显示鄂霍次克海表层生产力在冰消期突然增大，随后在间冰期逐渐下降，冰期普遍较低。C/N比值曲线的分析说明鄂霍次克海的有机质沉积物主要来源于海洋。沉积物粒度的分析揭示鄂霍次克海冰期时陆源粗颗粒含量较低，至冰消期粗颗粒含量突然增加，而在间冰期陆源粗颗粒含量较高。
关键词：放射虫C.davisiana；表层生产力；陆源物质输入；晚第四纪；鄂霍次克海
中图分类号:P733.22  　文献标识码:A  　文章编号:0256-1492(2009)02-0083-08
  鄂霍次克海位于亚洲大陆东北部，是太平洋第二大边缘海。在西北太平洋的现代水文学中扮演着重要的角[1]。由于季节性海冰的存在以及黑龙江河水的注入，影响该海域环境变化的因素也较为复杂，是大气循环模式、海冰动力、陆源通量和表层生产力相互作用的结果。其中，流入鄂霍次克海西南部的黑龙江携带大量沉积物注入该海域，注入量是其他河流注入量的2～3倍，是该海域最大的陆源物质输入源区[2]。季节性海冰的存在是鄂霍次克海有别于其他太平洋边缘海的最大特征，而海冰也影响着鄂霍次克海的沉积物组分及其在西北太平洋海洋学中扮演的角。大气循环模式与河流的注入影响着鄂霍次克海的海冰形成过程和面积。冬季，强大的西伯利亚高气压和阿留申低压，引起强烈的大气循环，整个海域盛行干冷的西北风，黑龙江河水注入量减少，日照量低，海冰大量形成。夏季，由于蒙古热低压和北太平洋高压的影响，湿热的东南季风盛行，河流注入量增大，海冰融化[1,3-6]。研究表明，鄂霍次克海在北太平洋中层水(Nor th Pacific Inter-m ediate Water，缩写为N PIW)的形成和流通过程
基金项目：国家重点基础研究发展规划项目(G2007CB815903)；国家自然科学基金项目(40321603,40676030,40576029)；高等学校博士学科点专项科研基金(20040247028)
作者简介：孙烨忱(1985—)，男，硕士生，主要从事海洋地质和古海洋学研究,E-mail:s unyechen@gmail
收稿日期:2009-01-15；改回日期:2009-03-12.　文凤英编辑中扮演着重要角[7]。受季节性海冰、河流注入、冰融水供给、太平洋和日本海表层水团侵入共同作用，鄂霍次克海具有很高的初级生产力[1]。本文旨在通过分析鄂霍次克海中南部的T00孔柱状沉积物样品，研究这一海域晚第四纪以来的古海洋学和古环境的变化历史。
1　材料与方法
T00孔柱状样是由“雪龙号”极地科学考察船于2003年7—9月中国第二次北极科学考察航次在鄂霍次克海钻取。该站位位于鄂霍次克海南部,49°29′51″N、150°00′36″E，水深975m，柱状样长度460 cm(图1)。沉积物主要为粉砂质泥，顶部0～2cm 为浮泥。沉积物无结构，无构造，由顶部向下逐渐变硬[8]。采样间距为2cm，由于150～176cm和300～308cm的样品缺失，因此，样品数量总数为212个。对样品进行了有机碳含量、蛋白石含量、粒度和放射虫冷水种Cy cladophora dav isiana含量的分析。有机碳含量测定所用仪器是意大利的有机元素分析仪EA1110型。由计算机直接控制并采集数据，相对误差为±0.3%[9]。蛋白石含量的测定，样品处理采用硅钼蓝比法，实验的误差小于3%[10]。粒度测试前对样品进行了预处理，加入稀盐酸除去碳酸钙，双氧水除去有机质,NaOH除去生源蛋白石。预处理后利用Beckm an Co ulter LS230型全自
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动激光粒度仪进行样品测试，仪器的测量范围为0.04～2000μm ，对同一样品重复测试所得平均粒径的偏差≤1%[11]。放射虫样品处理与薄片制备过程采用德国阿尔弗雷德·魏格纳极地与海洋研究所微体古生物室的标准方法[12]
。每个样品统计200～300枚个体，其中，对具有地层学和气候意义的标志种C .davisiana 进行计数，并计算其百分含量。除有机碳含量分析在华东师范大学河口与海岸国家重点实验室完成外，其余测试在同济大学海洋地质国家重点实验室完成我的小宝贝
。
图1　鄂霍次克海南部柱状样T 00孔与其他站位的位置
Fig .1　L ocatio ns of co re T 00and o ther sites
in the so uther n O kho tsk Sea
2　地层年代框架
在高纬地区钙质微体化石由于高溶解作用含量
较少或缺失，可以利用放射虫C .davisiana 作为一个地层学工具来替代有孔虫及其氧同位素记录来构建地层年代框架[13-14]。生活于高纬海区的C .davi -siana 对于气候和环境的变化极其敏感，在现代大洋表层沉积中的含量随温度而改变，从低纬区占全放射虫的1.5%以下，到鄂霍次克海占20%以上[15-16]
。除鄂霍次克海以外的高纬度海区,C .dav isiana 的含量冰期增加，间冰期降低，呈现与氧同位素变化相反的趋势。但是在鄂霍次克海，经研究发现C .dav isiana 的含量变化与其他高纬海区的含量变化相反，冰期降低，间冰期增加[17-18]
。它的含花儿为什么解散
量曲线可以与有孔虫的δ18
O 曲线进行对比。本文采用LR04底栖有孔虫氧同位素整合曲线[19]对比T00孔的C .dav isiana 含量曲线(图2)，将T00孔C .dav isiana 含量曲线划分为7期，分别对应于深
海氧同位素MIS1—MIS7。深度460～370cm ,C .davisiana 含量较高，平均6.6%，相当于M IS7。深度370～332cm ，含量下降，平均4.3%，相当于M IS6。深度332～252cm ，含量增加，平均15.2%，相当于M IS5。深度252～220cm ，含量明显降低，平均2.3%，对应MIS4。由于深度176～150cm 段的样品缺失，难以确定M IS3与MIS2之间界限的位置，但从深度178cm 处出现峰值(21.7%)，而深度148～90cm 含量都维持在较低水平的趋势来看，推测MIS3与MIS2之间的界线深度可能在150cm 处。因此，将深度220～150cm 划分为M IS3，而深度148～90cm 划分为M IS2。深度0～90cm 划分为M IS1。其底部年龄约为250ka (图2)。
3　结果
3.1　生源组分特征
敌营十八年插曲通过对T00孔蛋白石(Opal )、有机碳(TOC )等生源组分及C /N 比值的变化趋势(图3)的分析，显示该孔生源组分总体趋势呈现冰期低、间冰期高的特征。蛋白石含量的变化范围在1.53%～5.43%之间，平
均2.53%。蛋白石含量曲线的变化显示,M IS7—M IS6，蛋白石含量较低，平均2.04%;M IS6—M IS5的冰消期，其含量突然增大，并达到最高值5.43%；随后在MIS5，含量逐渐下降，平均2.81%。M IS4阶段，其含量维持在一个较低的水平，平均2.03%；至M IS3，含量逐渐升高，在M IS2达到较高水平，平均3.1%。而M IS2—M IS1的冰消期，出现蛋白石含量的第2个高值3.81%。随后在M IS1逐渐降低。有机碳(TOC )含量的变化范围在0.36%～1.41%之间，平均0.55%。MIS7—M IS6，有机碳含量逐渐降低，至M IS6末，含量突然增大到0.87%；随后的M IS5，其含量变化幅度较大，并在310cm 与296cm 分别出现了最高值与第2高值，分别为1.41%与0.98%；至MIS4，含量又逐渐降低;M IS3阶段，其含量又出现逐渐增加的趋势，随后M IS2维持在一个较高的水平。在M IS1，有机碳含量很低，平均0.50%。除生源组分的变化外,C /N 比值也是古环境研究中的参考性指标，可以反映沉积物的来源。由T00孔的C /N 值曲线可以看出，该孔的C /N 值除在M IS5的变化幅度较大，并出现峰值20.77外，其余时期的比值均在7～10之间，平均8.44，且变化幅度较小。
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　第2期  孙烨忱，等：鄂霍次克海南部晚第四纪的古海洋学记录85
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3.2　非生源组分特征
对T00孔的粒度进行分析，得到了平均粒径、中值粒径以及不同粒级的组分含量数据，并且与C .dav isiana 含量进行比较(图4)。T00孔平均粒径变化范围为17.2～109μm ，平均32.61μm ；中值粒径变化范围6.78～66.2μm ，平均14.26μm ;4种不同粒级的颗粒0～2μm (黏土级)、2～8μm (亚黏土级)、8～64μm (粉砂级)以及>64μm (细砂级)含量变化范围分别为1.2%～21.6%、3.1%～37.2%、28%～70.8%、3.9%～49.1%；其平均值分别为12.6%、25.8%、48.0%、13.6%。分析各条曲线的变化特征，发现T00孔粒度总体趋势呈现冰期粗颗粒含量降低、间冰期粗颗粒含量增加的特点。在MIS7阶段，平均粒径变化幅度较大(20～109μm )，并出现多次高值；在MIS7末期，达到最高值109μm ；随后在M IS6阶段，逐渐降低。至M IS5早期，平均粒径突然增大至55.4μm ，随后在20.7～55.4μm 的范围内起伏。至M IS4时期，下降至平均24.5μm 。进入MIS3，平均粒径逐渐增大至53.9μm ，并在19.0～57.1μm 的范围之间变化。至MIS2，又逐渐降低，平均34.5μm 。而在MIS2末期，平均粒径突然增大至75.9μm ，随后在M IS1逐渐下降。该孔中值粒径和细砂级(>64μm )颗粒含
王耀庆个人资料简介量曲线与平均粒径的变化趋势基本一致，不同之处在于M IS7中值粒径未出现多个峰值，而在M IS3
早期中值粒径也没有明显增大。亚黏土级(2～8μm )和黏土级(0～2μm )颗粒含量变化趋势基本一致，
不同之处在于M IS7末期，亚黏土级颗粒含量出现21.9%的低值，黏土级颗粒含量在这一时期未出现明显变化。而它们的变化趋势与平均粒径、中值粒径和细砂级颗粒含量的趋势基本相反，呈现冰期高、间冰期低的特点。粒径8～64μm 的粉砂级颗粒含量变化趋势则有所不同。M IS7—M IS6，其变化范围在28.2%～66.1%之间，并无明显变化，但在MIS7末期出现最低值28.2%。进入M IS5，其含量变化范围在40.8%～67.4%之间，呈现先逐渐增加后逐渐降低的趋势。MIS5—M IS4，其含量逐渐增加至66.4%，随后再次降低。至M IS3，含量逐渐增大，随后在M IS3—M IS2，含量在39.8%～67.3%之间变化。至M IS1早期其含量再次升高至70.8%，随后逐渐降低。
4　讨论
4.1　鄂霍次克海中层水
研究发现，鄂霍次克海是现代北太平洋
中层
范冰冰素颜图片
图4　鄂霍次克海T 00孔的放射虫C .davisiana 含量、平均粒径、中值粒径以及不同粒级颗粒含量变化对比
Fig .4　Chang es o f pe rcentag es in C .davisiana ,mean g rain size ,median g rain size ,
and 4main g rain g ro ups of co re T 00fr om the Okhotsk Sea
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　第2期  孙烨忱，等：鄂霍次克海南部晚第四纪的古海洋学记录
水形成的源区之一[7,20-21]。冬季，海冰形成于西北部陆架，由于海冰的形成，造成下覆海水盐度增大而下沉。这股冷盐水汇入陆架底部，形成了高密度陆架水(Dense Shelf Water，缩写为DSW)。DSW可下沉至200～500m深度，与鄂霍次克海中层水(Sea of Okho tsk Intermediate Water，缩写为SOIW)混合，随后通过布索尔海峡进入到北太平洋，形成北太平洋中层水[22]。通过对C.dav isiana的研究发现，它除了能够作为划分地层的工具外，也能够作为鄂霍次克海中层水的替代物[23]。这是由于鄂霍次克海中层水上部低温、富氧的环境十分适合C.davi-siana的生长，所以，这一水层是C.davisiana的主要分布区域[23]。在间冰期与冰消期，鄂霍次克海C.dav isiana含量增加，说明这一时期鄂霍次克海水分层作用增强，所形成的SOIW通过布索尔海峡进入到了北太平洋，是北太平洋中层水的主要源区之一。在冰期(M IS6、MIS4和M IS2),C.davisiana 含量在鄂霍次克海T00孔及同海区X98-PC2孔(图1)等其他柱状样中降低[17]，而白令海的研究则呈现出冰期增加(>50%)的特点。同时,40°N以北的太平洋中C.dav isiana的含量增加，证实冰期形成了亚北极太平洋中层水(Subarctic Pac
ific Inter-m ediate Water，简称SPIW)[24]。说明冰期SPIW 形成的主要源区不是鄂霍次克海而是白令海。这是因为冰期时，原先作为鄂霍次克海中层水主要源区之一的西北部大陆架，由于海平面的降低而裸露出来，低温高营养的中层水无法形成，造成了C.davi-siana含量的降低。同时，由于海平面的降低，鄂霍次克海水无法通过布索尔海峡进入亚北极太平洋，对SPIW的形成贡献不大[24]。
4.2　古生产力变化
放射虫、硅藻和硅鞭藻等硅质生物骨骼物质的堆积组成的蛋白石及其生产力是重建过去海洋环境变化的工具[25]，因此，通过对蛋白石含量的分析，能够反映表层古生产力的高低。通过对T00孔蛋白石含量变化的分析，发现硅质生物生产力的变化呈现出冰消期突然增大，随后在间冰期下降，冰期普遍较低的特点。以往在LV28-42-4孔和M D01-2415孔(图1)的研究中也发现了同样的特点[1]，因此，可以将这一趋势作为鄂霍次克海硅质生产力变化的普遍趋势。冰期，由于鄂霍次克海受到西伯利亚高气压控制的作用增强，整个海域受干冷的北风影响，情况与今天该海域的冬季情况相似[3]。由于强冷空气，致使整个海域的表层水温度降低，海冰覆盖面积扩大、厚度增加，季节性海冰覆盖持续的时间变长。另外，通过宗谷海峡进入鄂霍次克海的暖水团也由于冰期海平面的降低而中断，增强了海冰的形成[1]。研究表明，鄂霍次克海冰期时的海冰范围比全新世和M IS5要大得多，如末次盛冰期时其西南部常年结冰，而东部和北部地区在21～18ka期间被季节性覆盖[7]。长时间的海冰覆盖使得海水表层的夏季日照量减少，硅质浮游生物的光合作用过程变短，硅质生物的生产率下降。同时，由于河流冰封，
河水的注入量减少导致陆源营养物质的输入量减小，鄂霍次克海表层水处于贫养的状态，硅质生产力降低[26]。冰消期(M IS6—M IS5和M IS2—M IS1)，由于气候变暖，覆盖在海水表面的海冰迅速融化，同时陆地冰川的消融，融冰水的注入将所携带的大量营养物质输入进海水。另外，河流的注入量增大，水体分层的垂直混合率提高。由于增强水体分层中营养的利用及河流注入和海冰融化提供的高营养[1]，刺激了硅质生物的勃发，使得表层生产力迅速升高。间冰期早期，由于蒙古热低压和北太平洋高压的影响，湿热的东南季风在海区盛行[27]，整个海域气温升高，季节性海冰覆盖面积缩小、时间缩短。日照量增大，有利于硅质浮游生物进行光合作用。同时，陆地河流注入量增大将大量的营养物质携带进入海水中，使得海水表层营养力提高。这些条件都有利于硅质生物的勃发，使得表层生产力增大。但在后期，随着海冰面积减小和分散，所携带的物质输入量减少；同时，由于降雨增多对海水的稀释作用，使得硅质生产力逐渐降低。
海洋沉积物中有机碳含量的高低通常被用来作为表层生产力的指标[9]。边缘海沉积物中的有机碳来源复杂，既有来自海洋生物的有机碳，又有周围陆地输入的有机碳，因此，有机碳含量所反映的古环境信息还需要用C/N比值来加以识别。通常认为，当C/N比值为6～7时，沉积物的物源为典型的海洋源；而当C/N比值超过20时，则认为沉积物主要来自陆地[28]。鄂霍次克海T00孔的有机碳分析显示，间冰期(M IS7和M IS5)含量由高逐渐降低；而冰期(MIS6和M IS4)含量很低。这与LV28-42-4孔和M D01-2415孔(图1)的有机碳含量变化一致[1]。T00孔有机碳含量在MIS6—MIS5的冰消期突然增大，表
明这一时期生产力突然增加。M IS3—M IS1的变化趋势与蛋白石含量基本一致，表现为M IS3逐渐增加，至M IS2保持在较高的水平，进入M IS1降低，所不同的是，在M IS1，有机碳含量略有增长。C/N比值的变化显示，大多数比值
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